热带气旋

热带气旋（Tropical Cyclone, TC）是产生于热带和亚热带洋面上的中尺度或天气尺度的暖性气旋。可见于西太平洋及其临近海域（颱风）、大西洋和东北太平洋（飓风）以及印度洋和南太平洋。

热带气旋常见于夏秋两季，其生命周期可大致分为生成、发展、成熟、消亡4个阶段，其强度按中心风速被分为多个等级，在观测上表现为庞大的涡旋状直展云系。成熟期的热带气旋拥有暴风眼、眼墙、螺旋雨带等巨观结构，直径在100至2000 km之间，中心最大风速超过30m/s，中心气压可降低至960 hPa左右，在垂直方向可伸展至对流层顶。未登入的热带气旋可能维持2至4周直到脱离热带海域，登入的热带气旋通常在登入后48小时内快速消亡。

热带气旋的产生机制尚未完全探明，按历史统计，温暖的大洋洋面、初始扰动、较弱的垂直风切变和一定强度的Beta效应是热带气旋生成的必要条件。在动力学方面，第二类条件性不稳定（CISK）理论能够较好地解释热带气旋的生成和维持。此外，厄尔尼诺、MJO等周期信号，以及全球变暖也被认为与热带气旋的生成频率有关。

热带气旋包含大量不稳定能量并可能成为气象灾害，登入的成熟期热带气旋带来範围显着的破坏性强风、大量降水并伴随有风暴潮、雷暴等次生灾害。存在于洋面的热带气旋是航运业的重大威胁。现代业务天气预报能够通过卫星遥感识别热带气旋的初期扰动并结合数值天气预报对其发展和移动进行预报、观测和预警。WMO的主要成员会对各海域的热带气旋进行命名并面向公众发布信息。

基本介绍

中文名：热带气旋
外文名：Tropical Cyclone, TC
类型：天气系统，气旋
出现地点：热带洋面，亚热带洋面
出现时间：夏季，秋季
持续时间：小于4周
伴随现象：中心低压，强风，降水

热带气旋简介

热带气旋的体量是巨大的，以其辐散盖的直径来说，小的有300--400km，大的达1000--2000km。参与其中的物质是热带洋面上的空气和水汽，水汽中蕴含的潜热是其能量来源。热带气旋强度的变化主要受水汽供给量的影响，水汽充足的环境中，热带气旋生成的频次相对高，发展和增强也较快；水汽不充足的洋面上，热带气旋生成频次很低，没有生成就无所谓发展和增强了。所以，热带气旋只在地球的几个区域生成。如：东北太平洋热带、西北太平洋热带、西南太平洋、印度洋孟加拉湾附近、南印度洋、西北大西洋等热带、亚热带洋面生成。

当热带气旋移到温度较低的洋面上，便会因为水汽供应量的减少，而减弱消散，或失去热带气旋的特性，转化为温带气旋。热带气旋在北半球沿逆时针方向旋转，在南半球以顺时针旋转。

伴随热带气旋的大风、大雨、风暴潮等可以造成严重的财产损失或人命伤亡；不过热带气旋亦是大气循环的一个组成部分，能够将热能由赤道地区带往较高纬度地区。

惯用称呼

不同的地区热带气旋有不同的称呼。人们称西北太平洋及其沿岸地区（例如中国东南沿岸，韩国，香港，日本，台湾，越南，菲律宾等地）的热带气旋为“颱风”，而大西洋和东北太平洋及其沿岸地区的热带气旋则依强度称为热带低气压、热带风暴或飓风（Hurricane）。气象学上，则只有中心风力达到每秒18米或以上（飓风程度）的热带气旋才会被冠以“颱风”或“飓风”等名字。

南半球在不导致误会时，中间会採用“气旋”（英语：Cyclone）一词作“热带气旋”（Tropical Cyclone）的简称。北印度洋地区则惯用“气旋风暴”（英语：Cyclonic Storm）及相关分级称呼热带气旋。有传大洋洲在19世纪30年代以前曾称当地的热带气旋为“威利威利”（Willy willy），但大洋洲气象局否定。按现今大洋洲气象局的用词规範，“Willy willy”是指尘卷。

生成过程

热带气旋生成过程目前还不是很清楚，这是气象科学研究的重点之一。在全球各主要国家的众多科学家近100年的观察、观测及数值模拟实验等研究中，目前，热带气旋的生命史分为：生成期、发展期、成熟期及消亡四个阶段；而热带气旋的生成分为两个阶段，即气旋胚胎生成阶段及发展阶段。热带气旋的能量来源是水汽，较大块水汽在较大温差条件下发生冷凝，将引发冷凝区域的低压，以及由潜热的升温作用，促成区域上部的上升气流加强。区域低压和上升气流的协同作用，会引发比冷凝区域大一倍或数倍区域内的扰动。这种扰动具有一定的涡旋特徵，但受到普遍存在的侧向风的袭扰，加之垂直温度梯度很小，平均为0.6-0.65℃/hm，绝大多数扰动不能发展成热带气旋。也就是说，仅靠水汽运动+冷凝扰动生成热带气旋的比率是非常低的。目前的研究认为，中层涡旋(MCV)与热带气旋的生成和增强之间的关联度是很大的。

结构

风眼

风眼是由风眼墙内壁包围的中心部分。热带气旋是一个自组织的旋转系统，风眼墙及内壁是由科氏力、离心力及旋体旋转的协同作用形成的。强度不大时，热带气旋风眼的旋根部附近部分集聚着一些暖湿空气，由于此时气旋的抽吸力较小，由旋根部内传的抽吸力分量也很小，无法将旋根部的暖湿空气抽乾，强度不大的气旋的风眼是很模糊的；强度较大时，气旋的抽吸力也较大，由旋根部内传的抽吸力分量也较大，把旋根部的暖湿空气抽吸乾净，置换为未来得及被加热的由眼的上部下沉的较冷空气。此时的风眼从顶部一贯到底，是一个非常清晰的眼。此时风眼中的空气温度较风眼墙稍低。

暖心

暖心是风眼墙中温度最高的一片或几片区域。暖心的高温度是由同段旋体中旋转气体的速差导致摩擦增热造成的，而速差由同段外缘的冷凝强度决定。从气旋的整体结构来看，暖心被称作暖环更合适些。通常，在强度不大时，暖环的位置较低，位于500hPa附近，即5.5km附近；在强度较大时，气旋可能有几个暖环，最高的位于200—300hPa附近，即8.5—9.5km附近。

风眼墙（或称眼壁）

包围风眼的是圆桶状的风眼墙，是热带气旋旋转动力形成的部位，是水汽冷凝释放潜热进而转化为旋转动能的部位，是气旋的心脏。风眼墙内空气+水汽的螺旋上升运动是非常强烈的，这是气旋眼墙中最主要的气体运动形式，相对来说，眼墙中的对流运动却不是很大。眼壁可分为三段。

辐合段从水面0—4.5km段，主要起输送水汽的作用。由中段形成的抽吸力沿眼壁下传至旋根部并外传，将外围海面上的弥散水汽抽入旋体中，沿辐合段螺旋上升。当气旋处于强势状，抽吸力是较大的，其少部分将由旋根部内传，对眼内的空气具有一定的抽吸作用。由于外部温差条件不足，辐合段很少发生冷凝，所以，在该段水汽以螺旋上升运动为主。

冷凝段4.5—8km段，该段的外缘是水汽冷凝释放潜热并转化为旋转动能的执行段，是气旋的心脏。该段承担着维持气旋运转的三个作用：1、水汽冷凝潜热转化为旋转动能，对旋体旋转运动的维持和增速起主要作用。2、由冷凝潜热增温的气体分子的热运动速度很大，大量地加入到旋体当中，对旋体形成巨观上的挤压和聚拢的作用，即聚拢力，是维持气旋旋柱的柱状的根本原因。该段冷凝强度增大，则聚拢力增强，旋柱外缘及内壁直径收小；冷凝强度减小，则聚拢力减弱，旋柱外缘及内壁直径增大。3、潜热增温的气体分子位能+该段高速旋转的空气摩擦产生热的位能，形成气旋向下的抽吸力及向上的推升力。

辐散段在强度较弱时，热带气旋的7.5--8km以上是辐散部分；强度较强时，冷凝段将向上延伸到300-200hPa层，即8.5—9.5km高度。该段以上，水汽已很少，而冰晶逐步增多，冷凝几乎不发生，聚拢作用减小，旋柱的柱状结构逐步张开，形成伞状的辐散盖。

热带气旋的爆发性增强及眼壁置换

很多的资料显示，强度较大的热带气旋的眼墙最高温度在25℃以上，个彆强度很大的达30℃。这个温度比海面水汽的温度高，其维持高温的热量来源是冷凝潜热的内传。在整个眼墙上，冷凝强度最剧烈的部位就是眼墙内侧温度最高的部位。冷凝强度增大，聚拢力增大，外缘收缩程度较内壁收缩更大些，眼墙会变薄，即缩颈。由于气旋是一个动态系统，暖心的增温使眼墙中空气旋速增大的同时，上升速度也增大，引起冷凝段向上延伸，冷凝最强段也上移。此时的气旋表象则是，眼墙的冷凝段直径收得很小，旋速增大，喇叭内口也收得很小。但缩颈的影响使该段的水汽通量将减少，限制缩颈段上部的冷凝，也就限制冷凝段向上延伸的尺度。短时间内，增温和缩颈作用达到一个新的平衡。这个平衡阶段，就是TC处于巅峰的阶段，及爆发性增强阶段。

处于爆发性增强阶段的热带气旋，需要较大的水汽通量来支撑。此时，气旋的总高度明显增高，可达11--12km，原因是相对较大的抽吸力将大量水汽抽吸进入眼墙，进而促使中段冷凝增强的同时，剩余水汽继续上行使冷凝段上移；由于抽吸力增大，气旋中心低压值也处于最低值；由于总冷凝强度增大，聚拢力也随之增大，风眼墙的内眼及外壁均收得很小。处于这个阶段时，相对应海面的水汽蒸发的速率小于气旋的水汽通量。当该阶段的气旋维持一段时间后，造成海面上水汽的透支，部分乾空气作为补充被吸入眼墙。这部分空气上升至中段时，由于水汽的不足，使冷凝段的中上部冷凝强度急剧降低，引发以上部分局部崩散，原强势状风眼失去支撑的动力，游离在原来的位置，形成所谓的“内眼”。此时，气旋的强度已大幅减弱，实际辐散段将较爆发性增强阶段的高度降低，回归到8km左右，甚至更低。处于低强度的气旋将重新构筑起眼墙结构，由于聚拢力较小，眼墙直径较爆发性阶段大出很多。这就是所谓的眼壁置换。较低强度气旋的水汽通量较小，通过较小强度的维持后，与海面水汽蒸发量逐步达到平衡，环境条件合适的情况下，气旋将重新转强。眼壁置换是由于水汽通量的急剧降低引发的。

外散环流

从动力形成机制看，所有热带气旋的辐散部分均是耗能部分，该部分的上升动力由中段冷凝段提供，不可能反过来对提供动力的部位有抽吸作用。这个特点和热带气旋眼墙中的暖心结构有关，即辐散部分的最大推升力来自暖心。

生成的动力

美国国家大气研究中心（National Center for Atmospheric Research）的科学家估计一个热带气旋每天释放5×10至2×10焦耳的能量，比所有人类的发电机加起来高200倍，或等于每20分钟引爆一颗1000万吨的核弹。

结构上来说，热带气旋是一个由云、风和雷暴组成的巨型的旋转系统，它的基本能量来源是在高空水汽冷凝时汽化热的释放。所以，热带气旋可以被视为由地球的自转和引力支持的一个巨型的热力发动机，另一方面，热带气旋也可被看成一种特别的中尺度对流複合体（英语：Mesoscale Convective Complex），不断在广阔的暖湿气流来源上发展。因为当水冷凝时有一小部分释放出来的能量被转化为动能，水的冷凝是热带气旋附近高风速的原因。高风速和其导致的低气压令蒸发增加，继而使更多的水汽冷凝。大部分释放出的能量驱动上升气流，使风暴云层的高度上升，进一步加快冷凝。

热带气旋因此能够取得足够的能量自给自足，这是一个正回授的循环，使得只要暖湿气流和较高的水温可以维持，越来越多的能量便会被热带气旋吸收。其他因素例如空气持续地不均衡分布也会给予热带气旋能量。地球的自转使热带气旋旋转并影响其路径，这就是科里奥利力的作用。综合以上叙述，使热带气旋形成的因素包括一个预先存在的天气扰动、高水温、湿润的空气和在高空中相对较低的风速。如果适合的环境持续，使热带气旋正反馈的机制借着大量的能量吸收被启动，热带气旋就可能形成。

深层对流作为一种驱动力是热带气旋与其他气旋系统的主要分别，因为深层对流在热带气候地区中最强，所以热带气旋大多在热带地区生成。相对地，中纬度气旋的主要能量来源是大气中的已存在的水平温度梯度。如果热带气旋要维持强度，就必须留在温暖的海面上，使正反馈机製得以持续。因此，当热带气旋移入内陆，强度便会迅速减弱。

当热带气旋经过一片海洋，该处海域的表面温度会下降，从而影响热带气旋后来的发展。温度的下降主要是因为热带气旋带来的大风使海水翻滚，海底较冷的海水涌上。较凉的雨水的下降、云层的遮蔽使海洋减少吸收太阳的辐射，也是表面海水温度下降的原因。以上因素相辅相成，会使一大片海洋的表面温度在几天内急剧下降。

生成的条件

热带气旋的生成和发展需要海温、大气环流和大气层三方面的因素结合。热带气旋的能量来自水蒸气凝结时放出的潜热。对于热带气旋的形成条件，至今尚在研究之中，未被完全了解。一般认为热带气旋的生成须具备6个条件，但热带气旋也可能在这6个条件不完全具备的情况下生成。

海水的表面温度不低于摄氏26.5℃，且水深不少于50米。这个温度的海水造成上层大气足够的不稳定，因而能维持对流和雷暴。
大气温度随高度迅速降低。这容许潜热被释放，而这些潜热是热带气旋的能量来源。
潮湿的空气，尤其在对流层的中下层。大气湿润有利于天气扰动的形成。
需在离赤道超过五个纬度的地区生成，否则科里奥利力的强度不足以使吹向低压中心的风偏转并围绕其转动，环流中心便不能形成。
不强的垂直风切变变，如果垂直风切变变过强，热带气旋对流的发展会被阻碍，使其正反馈机制未能启动。
一个预先存在的且拥有环流及低压中心的天气扰动。
中对流层的大气不能太乾燥，相对湿度必须大于40~50个百分点。

生成的地点

大多数热带气旋在热带辐合带形成，热带辐合带是在全球热带地区出现的雷暴活动区。

热带气旋在海水温度高的地区生成，通常在27℃以上。它们在海洋的东部产生，向西移动，并在移动的过程中增强。这些系统大部分在南北纬10至30度之间形成，而有87%在20度以内形成。因为科里奥利力给予并维持热带气旋的旋转，热带气旋鲜有在科里奥利力最弱的南北纬五度之内生成。但热带气旋也有可能在这个地区形成，例如2001年的热带风暴画眉和2004年的热带气旋阿耆尼。

由温带气旋或亚热带气旋转成

如果温带气旋能够成功脱离锋面，并获得部分热带气旋的特性，可以被分类为亚热带气旋。若拥有更多热带气旋的特性，可以被分类为热带气旋。例子如颱风白海豚。

运动

引导气流（驶流）

热带气旋的路径主要受大尺度的引导气流影响，热带气旋的运动被前美国国家飓风中心主管尼尔·弗兰克博士（Dr. Neil Frank）形容为“叶子被水流带动”。

在南北纬大约20度左右的热带气旋主要被副热带高压（一个长年在海洋上维持的高压区）的引导气流引导而向西移，这样由东向西的气流称为信风。在北大西洋，热带气旋会被信风从非洲西岸引导至加勒比海及北美洲，而在东北太平洋，热带气旋会被信风引导到达太平洋中部直至引导气流减弱。东风波是这区域很多热带气旋的前身，而在印度洋和西太平洋，风暴的形成主要被热带辐合带和季风槽的季度变化影响，相对于大西洋和东北太平洋，东风波形成热带气旋的比例较小。

科里奥利力

科里奥利力（简称科氏力），是惯性系统（空气流动为直线运动）在非惯性系统（地球自转为旋转运动）上移动而产生的一种现象。科氏力并非真实存在，而是对于一个位在非惯性系统上观察者而言，会认为惯性系统的行进路径发生偏移，因而假想出一个加速度，此加速度乘上物体质量便成为一个假想力。虽然科氏力只需要地球自转就可以产生，不过考虑地球的球体形状，需要加入一个与纬度有关的

係数：

其中

为纬度；

为角速度。因此地球上的科里奥利加速度为：

其中v为地球自转速度的水平分量。由此公式可知纬度愈高，科里奥利加速度愈大，在赤道则为零（因此赤道上通常不会生成热带气旋。

科氏力在地球上的特例称做地转偏向力，对气旋运动的影响主要有两个，一方面决定了气旋系统的旋转方式；另一方面则是决定气旋的前进方向。

当空气沿气压梯度进入低压中心，由于大气流动与地球自转方式的差异，会使大气流动发生一定程度的偏离。在北半球，当低压中心以北的空气南移，会向与地球自转相反的方向（西方）偏离；其以南的空气北移时则会向地球自转的方向（东方）偏离，而南半球空气偏离的方向相反。因为科氏力与空气向低压中心的速度相垂直，这便创造了气旋系统旋转的原动力：北半球的气旋逆时针方向转动，南半球的气旋则顺时针方向转动。

科氏力也使气旋系统在没有强引导气流影响下移向两极。热带气旋向两极旋转的部分会受科氏力影响轻微增加向两极的分量，而其向赤道旋转的部分则会被轻微增加向赤道的分量。在地球上越接近赤道科氏力会越弱，所以科氏力影响热带气旋向两极的分量会较向赤道的分量为多。因此，在没有其他引导气流抵消科氏力的情况下，北半球的热带气旋一般会向北移动，而南半球的热带气旋则会向南移动。

角动量守恆

科氏力虽然决定了气旋旋转的方向，但其高速旋转的主要动力却非科氏力，而是角动量守恆的结果：空气从远大于气旋範围的区域抽入低气压中心，由于旋转半径减小而角动量不变，因此导致气旋旋转时的角速度大大地增加。

热带气旋云系最明显的运动是向着中心的，而角动量守恆原理也使外部流入的气流，在接近低气压中心的时候会逐渐加速。当气流到达中心之后会开始向上、向外流动，因此高层的云系也会向外流出（辐散）。这是源于已经释放湿气的空气在高空从热带气旋的“烟囱”被排出。辐散使薄的捲云在高空形成，并在热带气旋外部旋转，这些捲云可能就是热带气旋来临的首个警号。

除了热带气旋本身的旋转，角动量守恆也影响了气旋的移动路径。低纬度地区的地球自转半径较大，因此气体流动的偏移较小；高纬度地区的地球自转半径较小，所以气体流动的偏移较大。这样的力量也是热带气旋在北半球往北移动，南半球往南移动的原因之一。

与中纬度西风带的作用

当热带气旋移到较高纬度，其围绕副高活动的路径会被位于高纬度的低压区所改变。当热带气旋向两极移近低压区，会逐渐出现偏东向量，这是热带气旋转向的过程。例如一个正向西往亚洲大陆移动的颱风可能会因为中国或西伯利亚上空出现低压区而逐渐转向北方，继而加速转向东北，擦过日本的海岸。颱风转向东北，是因为当其位于副高北缘，引导气流是从西往东。

藤原效应

藤原效应或称双台效应，是指两个或多个距离不远的气旋互相影响的状态，往往会造成热带气旋移动方向或速度的改变。藤原效应常见的影响依照热带气旋之间的强弱程度不同而大致分为两种：若两个热带气旋有强弱差距，则较弱者会绕着较强者的外围环流作旋转移动（在北半球为逆时针旋转，南半球则是顺时针旋转），直到两者距离大到藤原效应消失，或到两者合併为止。如果两个热带气旋的强弱差不多，则会以两者连线的中心为圆心，共同绕着这个圆心旋转，直到有其他的天气系统影响，或其中之一减弱为止。

登入

登入”的官方定义是风暴的中心（环流的中心，而非边缘）越过海岸线，但在热带气旋登入前数小时，沿岸和内陆地区已会有风暴的状况。因为热带气旋风力最强的位置不在中心，即使热带气旋没有登入，陆地上也可能感受到其最强的风力。

消散

消散原因

热带气旋一般在以下情况减弱消散，或丧失热带特性。

移入陆地。因为失去维持能量的温暖海水，而迅速减弱消散。绝大部分的强烈热带气旋登入后一至两天即变成组织鬆散的低压区。但是若果能够重新移到温暖的洋面上，它们可能会重新发展。移经山区的热带气旋可以在短期内迅速减弱。
在同一海面上滞留过久，翻起海平面30米以下较凉海水，热量吸乾，使表面水温下降，无法维持强度，热带气旋因而减弱。
移入水温低于26摄氏度的海洋，这会使热带气旋失去其特性（中心附近的雷暴和暖心结构），减弱为低压区。这是东北太平洋热带气旋消散的主因。
遇上强烈垂直风切变，对流组织受破坏。
与西风带的作用，例如与邻近的锋面融合，这使热带气旋转化为温带气旋，这个过程会持续一至三日。但就算热带气旋完成转化，很多时候它们仍能维持热带风暴的风力和一定程度的降水。在太平洋和大西洋，由热带气旋转化而成的温带气旋有时风力会达到飓风的水平，严重影响美国西岸或欧洲。2006年的颱风伊欧凯就是这样的一个例子。
弱的热带气旋被另一低压区影响，受破坏而成为非气旋性雷暴，或被另一个较强的热带气旋吸收。

人工消散

在1960至1970年代，美国政府曾尝试以人工的方式使热带气旋减弱。方法是以碘化银使热带气旋螺旋云带的水分过度冷却，令内部眼墙崩塌而降低其强度。1969年的飓风黛比（Hurricane Debbie）风速因此而下降了30%，但在人工减弱后，该飓风的强度很快便恢复。在1947年，一个位于美国佛罗里达州杰克逊维尔以东的飓风被人工减弱后，突然改变路径，吹袭了乔治亚州的沙瓦纳，酿成灾难。因为被人工减弱的风暴有太大的不定性，联邦政府禁止对在48小时内有10%以上机率登入的热带气旋进行人工减弱，因而大大减少了此后可能的实验风暴数目。因为发现眼壁置换会在较强的热带气旋自然发生，此计画最终被放弃。因为被过度冷却的水分比例太少，以碘化银人工减弱热带气旋的成效不是十分的大。

其他曾被提出的人工减弱热带气旋的方案包括：

以巨大的冰块降低热带气旋所经过海面的海水温度；
在风眼结构形成的初期向其丢下大量冰块以吸收热带气旋放出的潜热，阻止潜热转化为动能；
以抑制蒸发的物质覆盖海洋；
用核武炸掉热带气旋；
向热带气旋丢下乾冰。

但这些方案都面对一个问题：热带气旋的体积太大使它们难以实行。

颱风的影响

负面影响

成熟的热带气旋释放的功率可达6x10瓦，在海上的热带气旋引起滔天巨浪，狂风暴雨。有时会令船只沉没，国际航运受影响。但是热带气旋以登入陆地时所造成的破坏最大，主要的直接破坏包括以下三点：

大风：飓风级的风力足以损坏以至摧毁陆地上的建筑、桥樑、车辆等。特别是在建筑物没有被加固的地区，造成破坏更大。大风亦可以把杂物吹到半空，使户外环境变成非常危险。
风暴潮：因为热带气旋的风及气压造成的水面上升，可以淹没沿海地区，倘若适逄天文高潮，危害更大。风暴潮往往是热带气旋各种破坏之中夺去生命最多的。（注意：风暴潮有别于海啸，风暴潮（英语：Storm surge）是风暴的低气压及狂风所引发的持续性巨浪，海啸（英语：Tsunami）是海底地震所产生的短暂渐进式巨浪，并向陆地沿岸冲过去。）
大雨：热带气旋可以引起持续的倾盆大雨。在山区的雨势更大，并且可能引起河水泛滥，土石流及山泥倾泻。

热带气旋也为登入地造成若干间接破坏，包括：

疾病：热带气旋过后所带来的积水，以及下水道所受到的破坏，可能会引起流行病。
破坏基建系统：热带气旋可能破坏道路，输电设施等等，阻碍救援的工作。
农业：风、雨可能破坏鱼、农产物，导致粮食短缺。
盐风：海水的盐分随着热带气旋引起的巨浪被带到陆上，附在农作物的叶面可导致农作物枯萎，附在电缆上则可能引起漏电。
加强季风寒流或大陆反气旋强度：当热带气旋遇上相当强烈的大陆寒流时，两者之间的气压梯度增加，后者会吸收热带气旋的能量，使寒流增强。

1987年11月至12月间，西太平洋的颱风莲娜在南中国海北部遇上当时最强烈的西伯利亚寒流（北风潮），使香港的气温由摄氏26度急速下降至8度，创下香港气候观测史上最大的24小时降温纪录，导致冬季提早降临。

正面影响

雨水

热带气旋所造成的人命损失是无法估量的，但是热带气旋亦为乾旱地区带来重要的雨水。不少地区的每年雨量中的重要部分都是来自热带气旋。例如东北太平洋的热带气旋为乾旱的墨西哥和美国西南带来雨水；日本甚至全年近半的雨量都是来自热带气旋。

热量平衡

热带气旋亦是维持全球热量和动量平衡分布的一个重要机制。热带气旋把太阳投射到热带，转化成海水热量的能量，带到中纬度及接近极地的地区。热带气旋亦作为一强烈涡旋扰动，把赤道所积存的东风角动量输送往中纬度地区的西风带内。

减低污染

热带气旋强劲的风力，可以吹散高污染地区的污染物，减轻高污染地区的污染程度。

观测与预报

观测

观测强烈的热带气旋一直以来对人类都是一个很大的挑战。因为它们主要在海洋上活动，位于陆上的气象站大多不能够提供实测数据，在地面的观测一般只有当热带气旋经过岛屿或沿岸地区才有可能。但就算热带气旋接近气象站，气象站也一般只能提供风暴较外围的实时数据，因为如果当强烈的风暴过于接近，气象站的监测设施会被强风摧毁。

配有气象监测设备的侦察飞机也会被派往热带气旋的中心提取实测数据，在大西洋，当热带气旋出现后美国政府会定时派遣侦察机作监测。这些侦察机配备直接和遥感装置读取读数，还有投落送的设备，量度高空和海平面的风速、气压、温度和湿度。

在2005年，一架无人驾驶的侦察机被派往监测热带风暴奥菲利亚。无人驾驶侦察机可飞往更低的高度监测风暴而不用担心机师的安全。

在世界其他地区并没有侦察机监测风暴。远洋热带气旋的路径主要从气象卫星拍摄，一般每半小时或四分一小时更新的可见光和红外线卫星云图追蹤；强度则透过德沃夏克分析法从云图评估。当风暴接近沿岸地区，陆地上每分钟更新的都卜勒雷达回波图像便对热带气旋的定位扮演重要角色。

预测

热带气旋的移动受外力影响，所以要準确地预测其路径，便要知道邻近的高压和低压系统的位置和强度，以及它们将会如何改变并影响热带气旋。由超级电脑和精密的情景模拟软体组成的电脑数值模式，就能够透过电脑模拟做到这一点，从而预测热带气旋的路径。结合这些数值模式与人类对影响热带气旋外力的认识，以及气象卫星和其他感应器，近数十年来科学家对热带气旋路径预测的準确率正逐渐提高；但科学家表示，因为气象学界对影响热带气旋发展的因素了解仍未全面，所以他们对于预测热带气旋的强度较没有把握。

预报中心

现时世界上共有六个区域专责气象中心（英语：Regional Specialised Meteorological Centre，简称RSMC），这些组织负责追蹤所属区域内的热带气旋并发出热带气旋公报和警告；另外还有五个热带气旋警报中心（英语：Tropical Cyclone Warning Centre，简称TCWC）为较小的地区提供资讯。但区域专责气象中心和热带气旋警报中心不是唯一向大众发布热带气旋讯息的机构，例如美国的联合颱风警报中心会为除北大西洋外全球的热带气旋作出发布；中国气象局也会为位于国际换日线以西的北太平洋的热带气旋作出发布；加拿大飓风中心会为影响加拿大的热带气旋或热带气旋的残余发出公报。

各海域及世界气象组织监测机构
北大西洋	美国国家飓风中心
东北太平洋	美国国家飓风中心
北太平洋中部	中太平洋飓风中心
西北太平洋	日本气象厅
北印度洋	印度气象局
西南印度洋	法国气象局（留尼旺岛）
南及西南太平洋	斐济气象部、纽西兰气象部、巴布亚纽几内亚气象部、澳洲气象局
东南印度洋	澳洲气象局

盛行地区

主要源地

几乎所有的热带气旋都是在赤道南北30纬度以内的範围内生成。当中大约87%是在南北纬20度之内。因为地转偏移力弱小的关係，南北纬10度以内形成热带气旋的机会较少，但并非罕见，历来最接近赤道的热带气旋出现于2001年12月底的颱风画眉，在新加坡和马来西亚之间由东向西穿越，成为有纪录以来首个吹袭新加坡的颱风。

每年地球总共平均有80个热带气旋生成，主要产地有：

1、北太平洋西部

包括南海，影响地区包括中国南岸和东岸、菲律宾、韩国、香港、朝鲜、日本、台湾、越南、太平洋上各岛，偶尔间中也可以越过中南半岛或马来半岛而影响寮国、缅甸、马来西亚、新加坡、印尼苏门答腊、婆罗洲北部、泰国、印度东岸及孟加拉或是越过朝鲜半岛和日本列岛影响俄罗斯的远东地区。每年西北太平洋生成的热带气旋占全球约1\3。中国的沿岸是全球最多热带气旋登入的地方；而每年也有六至七个热带气旋登入菲律宾。

2、北太平洋东部

第二多生产热带气旋地区，影响地区包括墨西哥、夏威夷、太平洋上岛国，罕有情况下可影响下加利福尼亚，及中美洲的北部地区。

3、北大西洋

包括加勒比海、墨西哥湾。每年生成数目差距很大，由一个至超过20个不等，每年平均大约有10个生成。主要影响美国东岸及墨西哥湾沿岸各州、墨西哥及加勒比海各国，间中影响可达委内瑞拉和加拿大。2005年的飓风文斯更以热带低气压的强度登入西班牙，这个热带气旋是有纪录以来唯一个个登入欧洲的大西洋风暴。

4、南太平洋西部

主要影响澳大利亚北部及大洋洲各国，有时也可能影响澳大利亚南部及纽西兰。

5、北印度洋

包括孟加拉湾和阿拉伯海，主要在孟加拉湾生成。北印度洋的风季有两个巅峰：一个在季风开始之前的4月和5月，另一个在季风结束后的10月和11月。影响印度、孟加拉、斯里兰卡、泰国、缅甸和巴基斯坦等国，有时更会影响阿拉伯半岛。

6、南印度洋东部

影响印尼及澳大利亚西部。

7、南印度洋西部

主要影响马达加斯加、莫三比克、模里西斯、留尼旺岛、坦尚尼亚、葛摩和肯亚等地。

罕见源地

以下地区海洋很少会生成热带气旋：

南大西洋

由于较低的海水温度、强烈的垂直风切变，至今只曾发现有五个热带气旋在南大西洋形成，比较着名的是吹袭巴西的热带气旋卡塔琳娜。

东南太平洋

该区因为强烈的垂直风切变，至今未有发现有热带气旋生成。

高纬度地区

低水温和长期强烈的垂直风切变使热带气旋难以生成。

十分接近赤道的海域

赤道地区地转偏向力较小，难以形成热带气旋的旋转动力。例如在2001年影响新加坡的热带风暴画眉（当地定为热带低气压），和2004年于北印度洋生成的气旋阿耆尼，都是罕见的近赤道颱风。画眉生成的纬度位于北纬1.5度，阿耆尼更是破纪录的北纬0.7度。阿耆尼的生成是一个谜，有待科学家探究。

生成时间

热带气旋主要在夏季后期生成，因为海水温度在这个时候最高。但在确切的生成时间上，每个海域都有其独有的季度变化。综合全球而言，9月是热带气旋最活跃的月份，而5月则是最不活跃的月份。

北太平洋西部全年皆有热带气旋，但活动以二月最少，八月至九月初最多。
北大西洋及北太平洋东部则主要集中在6-11月。
南半球的热带气旋在十月底开始，至五月左右结束，当中以二月中至三月初是高峰。

风季的长度和生成的热带气旋平均数目（单位：个）

区域	风季开始月份	风季结束月份	热带风暴（风速大于34节）	热带气旋（风速大于63节）	3级以上热带气旋（风速大于95节）
西北太平洋	4月	1月	26.7	16.9	8.5
南印度洋	10月	5月	20.6	10.3	4.3
东北太平洋	5月	11月	16.3	9.0	4.1
北大西洋	6月	11月	10.6	5.9	2.0
西南太平洋	10月	5月	10.6	4.8	1.9
北印度洋	4月	12月	5.4	2.2	0.4

分级

热带气旋的强度一般根据平均风速评定，世界气象组织（WMO）建议使用接近风暴中心海平面上十米之十分钟平均风速。但美国的国家飓风中心和联合颱风警报中心，以及中国的中国气象局，分别採用一分钟和二分钟平均风速计算热带气旋中心持续风力。根据美国和中国的定义所测量到的平均风速，会比联合国定义的稍高。其中一分钟与十分钟平均风速的近似换算公式为：十分钟平均风速=一分钟平均风速乘以0.88。

不同的地区对热带气旋也有不同的分级方法，在美国，飓风会根据萨菲尔-辛普森飓风等级（SSHS）按强度分为一至五级。

各个气象机构对不同强度热带气旋的分级：

热带气旋分级（全部换算至十分钟平均风速）
蒲福氏风级十分钟平均风速（节）北印度洋
印度气象部西南印度洋
法国气象局澳大利亚
澳洲气象局西南太平洋
斐济气象局西北太平洋
日本气象厅西北太平洋
联合颱风警报中心东北太平洋及
北大西洋
国家飓风中心中太平洋飓风中心
0–6 <28 低气压热带扰动
7 28—29 深度低气压热带低气压
30—33 热带风暴热带风暴
8–9 34–47 气旋性风暴中度热带风暴热带气旋（一级）热带气旋热带风暴
10 48–55 强烈气旋性风暴强烈热带风暴热带气旋（二级）强烈热带风暴
11 56–63 颱风飓风（一级）
12 64–72 非常强烈的气旋性风暴热带气旋强烈热带气旋（三级）颱风
73–85 飓风（二级）
86–89 强烈热带气旋（四级）强烈飓风（三级）
90–99 强烈热带气旋
100–106 强烈飓风（四级）
107-114 强烈热带气旋（五级）
115–119 非常强烈的热带气旋超级颱风
>120 超级气旋性风暴强烈飓风（五级）
根据中国气象局“关于实施热带气旋等级国家标準”的通知，热带气旋按底层中心附近最大风速划分为六个等级，“颱风”仅是其中之一。
一、热带低压，底层中心附近最大平均风速10.8—17.1米/秒，即风力为6—7级；
二、热带风暴，底层中心附近最大平均风速17.2—24.4米/秒，即风力8—9级；
三、强热带风暴，底层中心附近最大平均风速24.5—32.6米/秒，即风力10—11级；
四、颱风，底层中心附近最大平均风速32.7－41.4米/秒，即12—13级；
五、强颱风，底层中心附近最大平均风速41.5—50.9米/秒，即14—15级；
六、超强颱风，底层中心附近最大平均风速≥51.0米/秒，即16级或以上。

分级系统限制

热带气旋的分级的强弱与热带气旋所造成的破坏并没有必然关係。不同于评估地震所造成影响的麦加利地震烈度，现时对热带气旋的分级只会考虑其风速。较弱的热带气旋可以比较强的造成更大的破坏，这主要取决于其他外在因素，如受影响区域的地形、热带气旋带来的总雨量等。例如2006年太平洋颱风季的强烈热带风暴碧利斯，儘管强度弱，但因为其範围广阔，在登入中国后于内陆地区造成广泛而持续的强降水，竟带来244.48亿元人民币的直接经济损失；相反，有许多远较碧利斯强烈的热带气旋因为未有登入或在人迹罕至的地方登入，甚至因为其覆盖範围或风圈小，所以没有造成太大的破坏。

命名及编号

因为海洋上可能同时出现多个热带气旋，为了减少混乱，当热带气旋达到热带风暴的强度时，各气象机构便会对其作出命名。热带气旋会根据各个区域不同的命名表命名，这些命名表是由世界气象组织的委员或各区负责预测热带气旋的机构制订。当热带气旋被退役，新的名字会被选出作替补。

命名方法

热带气旋的命名方法在各区有所不同。

北大西洋及东北太平洋

在北大西洋及东北太平洋地区，男性和女性的名字会依英文字母排列，交替作为热带气旋的名字。每个风季首个风暴名字的性别也会每年交替。六个命名表会被预先制订，每个命名表每六年会被使用一次。在大西洋，“Q”、“U”、“X”、“Y”和“Z”不会被用作名字的起首字母；在东北太平洋，“Q”和“U”不会被用作名字的起首字母。这样，在每个命名表中，大西洋会有21个名字，而东北太平洋则会有24个名字。当热带气旋在某地区造成严重破坏，该地区可要求将其退役。然后受影响的地区会提出一个同性别的新的名字作替补（一般会选择与被退役气旋相同语言的名字）。

当一个风季内大西洋生成的热带风暴超过21个，或东北太平洋生成的热带风暴超过24个，命名表的名字会被用尽。之后生成的热带风暴会以希腊文字母命名。2005年大西洋飓风季首次出现这个情况。到目前为止还没有以希腊文字母命名的热带气旋造成严重破坏而要面临退役，所以要如何处理这个情况仍为未知之数。

北太平洋中部

在北太平洋中部，热带气旋的命名表由位于夏威夷的中太平洋飓风中心负责制订。四份由夏威夷语名字组成的命名表正在使用。不同于大西洋及东北太平洋，北太平洋中部的风暴命名表不会每年变更。

西北太平洋及南中国海

在西北太平洋及南中国海海域（指赤道以北，国际日期变更线以西海域），热带气旋的命名表由世界气象组织颱风委员会制订。共有五份命名表分别由14个委员国各提供两个名字组成，名字会由所提供国家的英文国名顺序使用。不同于大西洋及东北太平洋，名称循环使用（即用完140个后名称，回到第一个重新开始）。早在20世纪初至中期，由日本开始，已自行为区内的热带气旋编配一个4位数字编号，编号首2位为年份，后2位为该年顺序号。例如0312，即2003年第12号热带气旋。而美国海军则为整个太平洋内的热带低气压编配一个两位数字编号（后来改成两位数字加上英文字母）。

为减少混乱，日本在1981年获委託为每个西北太平洋及南海区域内的达到热带风暴强度的热带气旋编配一个国际编号，但容许其他地区继续自行给予编号。自此，在大部分国际发布中，发布机构会把国际编号放在括弧内（JTWC除外）。但是，各气象机构有时对热带气旋的编号会有差别，主要是因为其对热带气旋强度的评估有所不同。例如在2006年风季，中国气象局曾对一个未被日本气象厅命名的风暴（中国气象局的0614）作出编号，因此在余下的风季，前者的编号都比后者的多出一个。

当热带气旋在某地区造成严重破坏，该地区可要求将其退役。为该热带气旋起名的颱风委员会成员会再提一个名字作替补。例如中国和香港会由市民作出提名，再选出若干优胜名字，提交世界气象组织确认选择其中一个名字。

南太平洋及东南印度洋

澳州气象局为澳大利亚制订一个热带气旋命名表，依英文字母顺序排列，交替使用男性和女性的名字。斐济和巴布亚纽几内亚也会为该区提供名字。

西南印度洋

世界气象组织西南印度洋热带气旋委员会（Tropical Cyclone Committee for the South-West Indian Ocean）会为西南印度洋制订命名表。在2005年10月在波札那哈博罗内举行的会议，委员会为2006-07年度和2007-08年度的风季各制订了一个命名表，由模里西斯、马拉威、莫三比克、纳米比亚、塞席尔、南非、史瓦济兰、辛巴威、坦尚尼亚、波札那、葛摩、赖索托和马达加斯加提供名字。当热带气旋在东经55度以西达到“中度热带风暴”的强度，位于马达加斯加的热带气旋警告中心就会为该系统命名。当热带气旋在东经55度及东经90度之间达到“中度热带风暴”的强度，位于模里西斯的热带气旋警告中心就会为该系统命名。

北印度洋

印度地球科学部的印度气象局新德里颱风中心命名，而在该地区的热带低气压的编号都以A/B字母作结。风暴名字由孟加拉、印度、马尔地夫、缅甸、阿曼、巴基斯坦、斯里兰卡、泰国等8个国家提供。

退役

如当前被命名的热带气旋对生命或财产造成重大伤亡和损失的。国际气象组织会讨论决定，是否将其从循环名单中删除，再由原来这个名称的国家重新提交新的名称，而提供名字的地区亦可自行要求更换名字。新的名字必须获国际气象组织该区域的委员会全体通过。

与全球变暖

气象学家认为，一个热带气旋的强度，或一个风季的活跃程度，都不能归咎于单一因素，如全球变暖或其他自然环境的变化。但热带气旋的强度和出现频率的长期趋势，却可能从统计数字中看到端倪。美国国家海洋及大气管理局地球物理流体力学实验室（Geophysical Fluid Dynamics Laboratory）曾作出一个模拟，得出这样的结论：“大气中持续增加的温室气体含量使全球气候变暖，这可能使下一世纪热带气旋的强度比现时最强的还要猛烈”。

在《自然》杂誌的一篇文章中，克里·伊曼纽尔（Kerry Emanuel）认为热带气旋的潜在破坏力（包括热带气旋的强度、维持时间和频率），与热带地区海平面度和全球变暖有着莫大关係。他并预计在21世纪，热带气旋所造成的损失会大幅增加。而P·J·韦伯斯特（P.J. Webster）等则在《科学》杂誌上发表了一篇文章，指出过去十年除北大西洋外，其他海域热带气旋出现的次数均有所减少，但达到四级或五级飓风强度的热带气旋数目则大量增加。

伊曼纽尔和韦伯斯特都认为海平面温度对热带气旋的发展十分重要，但什幺因素导致海平面温度上升，却仍为未知数。在大西洋，海平面温度的上升可能是因为全球变暖，也可能只是由于该海域水温的自然波幅（通常以50至70年为周期）。

2007年，伦敦大学学院班费德防灾研究中心的两位英国学者桑德兹和李亚当，透过观察美利坚合众国在1965年至2005年之间每年飓风的气象数据，并将之与50年间的平均值比较。指出自1996年来，飓风数目每年增至八个。飓风登入美国变得越来越频繁，统计显示，大约每3年会增加一个。

在排除飓风产生因素中风的角色后，研究人员计算出，每升高摄氏0.5度，飓风的活动增加40%。

热带气旋纪录

单个热带气旋记录

2013年的颱风海燕（Haiyan）是全球第一个德沃夏克分析法分析出170kt及T8.0的热带气旋，它也是机构认为的西太平洋地区最强的热带气旋。

2006年的飓风伊欧凯（Ioke）是中太平洋生成的最强的热带气旋，也是唯一一个在中太平洋生成并增强为五级飓风的热带气旋。同时它也是历史上气旋能级指数最高的热带气旋。

2015年的飓风帕特丽夏（Patricia）是历史上东太平洋出现的最强热带气旋，也是西半球出现过最强的热带气旋，中心气压低至872百帕。同时它也拥有温度最高的风眼。

2005年的飓风威尔玛（Wilma）是北大西洋出现过的最强热带气旋，中心气压低至882百帕。

1999年的气旋05B是孟加拉湾历史出现过的最强气旋。阿拉伯海出现过的最强气旋是气旋2007年的古努（Gonu）。

2004年的气旋加菲洛（Gafilo）是历史上南印度洋出现过的最强热带气旋，但是2015年的气旋尤尼斯（Eunice）可能拥有与之相近的强度。

2002年的气旋佐伊（Zoe）是历史上南太平洋斐济管辖区出现过的最强热带气旋，但是2005年的气旋奥拉夫（Olaf）从形态上看可能有与其相近甚至优于它的强度。

2006年的气旋莫妮卡（Monica）是澳大利亚管辖区出现过的最强气旋。

2004年的气旋卡塔琳娜（Catarina）是南大西洋首个也是目前唯一一个到达飓风强度的热带气旋。

1979年的颱风泰培（Tip）拥有所有热带气旋中最大的环流，半径达1200km，而日本气象厅认为拥有最大风圈（注意与环流的区别）的颱风是1997年的颱风温妮（Winnie）。

1974年西南太平洋的热带气旋Tracy拥有所有热带气旋中最小的环流，半径仅60km。

1960年的颱风卡门（Carmen）拥有热带气旋中最大的风眼，沖绳的雷达图中直径达320km。

2008年南印度洋的气旋卡拉（Kara）拥有所有热带气旋中最小的风眼，直径小至2km。

1983年的颱风弗雷斯特（Forrest）是官方认为增强最快的热带气旋，但2011年的颱风梅花（Muifa）和2015年的飓风帕特丽夏（Patricia）可能拥有相近的增强速度。

1994年的飓风约翰（John）是官方认为维持时间最长的热带气旋，但1998年南半球的气旋卡特里娜-维克多-辛迪（Katrina-Victor-Cindy）拥有更长的持续时间，但中途减弱为热带扰动而不被机构承认。

1989年的颱风安迪（Andy）拥有所有德法定义色阶中CDG成环的气旋中最低的平均云顶温度。

1961年的颱风南希（Nancy）拥有所有五级热带气旋中最多的五级持续报数，多达21报。

1959年的颱风维拉（Vera）是所有五级热带气旋中维持到最北部的一个，以五级颱风的强度登入日本。

1975年的颱风琼恩（June）是第一个观测到有三重眼墙的热带气旋。之后观测到三层完整眼墙的热带气旋还有2001年东太平洋的飓风朱丽叶（Juliette）和2012年的颱风布拉万（Bolaven）。

风季或多个热带气旋记录

1960年出现了唯一一次一个洋区内五个热带气旋同时活跃的情况。

1997年是西太平洋有史以来最活跃的风季，也是气旋能积指数最高的风季。

1998年是历史上西太平洋命名颱风数最少的一年。

2005年是北大西洋最活跃的一年，打破最多命名风暴数、最多飓风等多项纪录。它也是北大西洋有史以来第一次用完一套命名表的风季。

2015年是中太平洋有史以来第一次有八个热带低压以上热带气旋生成，也是中太平洋第一年用完一轮临时扰动编号。同时中太平洋活跃过的热带气旋数量也创新高。

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